Влажноадиабатический градиент температуры

Если адиабатически поднимается насыщенный воздух, то он также расширяется и адиабатически охлаждается. Однако в таком объеме воздуха одновременно наблюдается процесс конденсации водяного пара, при котором высвобождается энергия, препятствующая быстрому адиабатическому его охлаждению. Поэтому такой воздух охлаждается по влажноадиабатическому градиенту (γ_ва), который меньше, чем сухоадиабатический. Величина γ_{ва зависит от абсолютной} влажности объема воздуха, которая в свою очередь зависит от температуры. При высоких температурах, когда влагосодержание воздуха велико, конденсируется много влаги, следовательно выделяется много внутренней энергии. Поэтому адиабатическое охлаждение воздуха минимально с вертикальным градиентом близким к нулю. Наоборот при низких температурах воздуха, когда водяного пара в нем мало, его конденсация не играет существенной роли при адиабатических процессах. Поэтому γ_ва при таких температурах близок к γ_ва.

Псевдопотанциальная температура - такая температура, которую принимает объем воздуха, если его после псевдоадиабатического подъема (когда часть продуктов конденсации выпадает из объема воздуха) до полной конденсации водяного пара в нем сухоадиабатически опустить до уровня Р = 1000гПа. Эта температура считается постоянной на любой высоте, если перемещение влажного воздуха происходит адиабатически.

Уровень конденсации – это уровень, где е = Е, f = 100%, т.е. где кончается сухая и начинается влажная адиабата (на диаграмме). Для точного определения Нконд. Есть формула Нконд. = 121 (Т₀/Т_к)м. При известных Т₀ и Т_Конд формула выглядит так:

(Т₀ - Т_Конд)100м = Н_Конд

По диаграмме уровень конд определяется точкой, где сухая адиабата пересекается с изограммой (изолинией одинаковой влажности).

Уровень конвекции – это уровень, где температура поднимающегося объема воздуха Т¹ становится равной температуре окружности атмосферы Т.

Высоты этого уровня для сухоадиабатического процесса: Нконд b = (Т₀ - Т₀)/(γ_а - γ). По диаграмме эту высоту находят по точке пересечения сухой адиабаты с кривой стратификации (кривой фактического разделения температуры в атмосфере).

Ускорение конвекции определяется величиной и знаком Т¹ – Т, т.е. а = g(Т¹ – Т)/Т, где Т¹ и Т – температура объема воздуха и атмосферы. Т¹ и Т – начальные значения температуры объема воздуха и окружающей атмосферы. γ_а и γ – адиабатический и фактический (в атмосфере) градиенты температуры

Если процесс влажноадиабатический, то уровень конвекции определяют по точке пересечения влажной адиабаты с кривой стратификации. Высоту этого уровня с помощью диаграммы определяем следующим образом: от уровня конденсации поднимаемся по сухой адиабате до уровня выравнивания температур (ур. конвекции). Затем разницу между температурой нулевой точки (у земли) и температурой Ур конвекции умножаем на 100м.

Кривую состояния изменения температуры объема воздуха с высотой, можно наносить на график Т(z) по формуле:

8. Условия вертикальной устойчивости атмосферы

Развитие процесса конвекции зависит от соотношения вертикальных градиентов к температуре в объеме воздуха и в окружающей атмосфере. Если вертикальный градиент температуры в атмосфере меньше сухо- и влажноадиабатического, то условия для развития конвекции неблагоприятны, т.к. они способствуют постепенному выравниванию Т¹ и Т. В этом случае, т.е. когда γ < γ_ва < γ_а стратификация атмосферы устойчива. Наоборот, когда γ > γ_а > γ_ва, условия для конвекции весьма благоприятные и стратификация атмосферы неустойчива. В условиях промежуточного варианта (когда γ = γ_а или γ =γ_ва) говорят о безразличной стратификации атмосферы. Термодинамические диаграммы – это графики, где по одной оси – температура, по другой – давление.На них нанесены сухие и влажные диабаты и линии удельной влажности. По графикам легко определять различные характеристики: Нконд, Нконв, Т_о, потенциальную и др. температуры_.

9. Лучистая энергия в атмосфере

(самостоятельное изучение)

9.1. Солнечное излучение, солнечная постоянная

Солнце и ее излучение – практически единственный для Земли источник тепла и света.

99% всего солнечного излучения приходится на интервал длин волн от 0,1-4мкм (1мкм=10^-6м). Видимый свет занимает интервал от 0,4 до 0,76мкм (47% всей солнечной энергии). Инфракрасное излучение (0,8 - 4мкм) составляет 44% энергии Солнца и 9% - ультрафиолетовое (до 0,4мкм). Мах энергии в солнечном спектре приходится на длину волны λ = 0,475мкм, т.е. на зелено-голубые лучи.

Количественной мерой солнечной радиации, является плотность потока, т.е. количество энергии, падающей на ед. площади в ед. времени. Для верхней границы атмосферы такой плотностью является солнечная постоянная (). Однако до поверхности земли, учитывая пропускную способность атмосферы, доходит около 50% солнечной энергии на 1м² поступает примерно 0,7кВт/с.

9.2. Влияние атмосферы на потоки лучистой энергии

Атмосфера ослабляет солнечную энергию. В видимой части света это происходит в основном за счет рассеяния, а в ультрафиолетовой и инфракрасной областях спектра – за счет поглощения.

Поток прямой солнечной радиации на перпендикулярную поверхность земли, можно определить по формуле Буге:

J = J₀ P^m

Где J₀ – солнечная постоянная;

P – интегральный коэффициент прозрачности атмосферы;

m – оптическая масса атмосферы, зависящая от высоты Солнца над горизонтом (Солнце в зените: т = 1).

Для идеальной атмосферы (сухой и чистой) J≈ 0,9. Однако в реальной атмосфере J = 0,6 ÷ 0,85 (зимой больше, чем летом). Он убывает при увеличении влажности и запыленности.

Фактор мутности T = ln P/ln P_u, где P_u – коэффициент прозрачности идеальной атмосферы ≈ А т ^0,018, где А – значение = 0,90. P_u при т = 1, т – оптическая масса атмосферы. Фактор мутности т.о. дает число идеальных атмосфер, которое нужно взять, чтобы получить такое же ослабление радиации, какое производит реальная атмосфера.

Оптическая масса атмосферы зависит от высоты солнца над горизонтом т = cosec h _o.